/>(по опубликованнымэкспериментальным данным); неравновесность составов оливин – шпинелевыхвключений как показатель возможного твердофазного генезиса алмазов.
Г.П.Пономарев, М.Ю.Пузанков
Врезультате обработки большого количества опубликованных экспериментальныхданных получены простые линейные зависимости равновесного распределения Fe2/Mgотношения между сосуществующими основным — ультраосновным расплавом икристаллами шпинели и оливина для широкого диапазона составов, давлений до 1,5Гпа, при варьирующей температуре. Численная оценка равновесности распределенияFe2/Mg отношения позволяет выделять природные оливин-шпинелевыепарагенезисы магматического (расплавного) происхождения и отличать их отоливин-шпинелевых пар, изменивших свои составы при метаморфизме, или имеющихметаморфический генезис.
Такаяоценка выявляет неравновесность с магматическим расплавом шпинелевых иоливиновых включений в алмазах Якутской кимберлитовой провинции, что указываетна возможный твердофазный рост вмещающих их кристаллов алмаза в мантийных(?)условиях. В коровых условиях твердофазным ростом микрокристаллов алмаза вовремя палеоземлетрясений можно объяснить их генезис на месторождении Кумды-Коль(Казахстан). Выделен ряд признаков для прогноза и поиска аналогичныхместорождений в областях развития гранито-гнейсовых куполов. В частности, вКамчатском регионе подобные рудопроявления (месторождения?) могут существоватьв Срединном Камчатском массиве (Хангарский гранито-гнейсовый купол).
Впородах базит-гипербазитового ряда оливин является типичным породообразующимсиликатом, а минералы группы шпинели — преобладающими акцессориями. Вгенетических моделях для пород этого ряда часто используются числовыезависимости, связывающие составы этих минералов с условиями их образования ипоследующими изменениями. Исследования ведутся по трем направлениям:эксперимент в контролируемых условиях; термодинамическое моделирование; анализприродных оливин — шпинелевых парагенезисов.
Вобласти между ликвидусом и солидусом по экспериментальным данным полученыраспределения Fe2+/Mg отношения в системах расплав — оливин ирасплав — шпинель; в субсолидусной — в системе оливин-шпинель путем моделированияи привлечения данных по природным парагенезисам. В системе расплав — оливин приатмосферном давлении в условиях контролируемых температуры и фугитивностикислорода калибровочная зависимость для Fe2+/Mg была полученаП.Редером и Р.Эмсли [89]. По опубликованным данным экспериментальныхисследований с подобным же контролем условий Г.П.Пономаревым и его соавторами[53] установлена числовая зависимость, связывающая Fe2+/Mg отношениев основном — ультраосновном расплаве и шпинели. При этом, благодаря учетувлияния содержаний Ti в шпинели, коэффициент корреляции составил 0,98.Распределение Fe2+/Mg между оливином и шпинелью в субсолидусной — солидусной области, с учетом влияния некоторых элементов, было откалиброванорядом исследователей как геотермометр [80,87,88,90,92] и предложено в качествегеоспидометра [88]. Однако для многих базит-гипербазитовых пород применениеуказанных выше зависимостей ограничено влиянием неучтенного давления и ошибкамиметода. Кроме того, можно указать и на то, что при кристаллизации, гибридизме,остывании расплавов и последующих метаморфических преобразованиях породпроисходит изменение составов стекол и расплавных включений в минералах, атакже и самих минералов. Первоочередной задачей данной работы было частичноеснятие этих ограничений и получение критерия для отличия магматических(равновесных и неравновесных) OL — SP парагенезисов от немагматических.Необходимость и важность такого критерия для корректировки петрологическихвыводов очевидна. Одно из приложений имеет следствия, которые, ввиду ихбольшого прикладного значения, несомненно, заслуживают более подробногорассмотрения. Установленная на основании полученных в первой части этой работызависимостей, неравновесность OL-SP включений в кристаллах алмаза Якутской кимберлитовойпровинции, позволяет предположить их общий твердофазный генезис. Рост алмаза втвердой среде возможен не только в мантийных, но и в коровых условиях, о чемсвидетельствует ряд экспериментальных результатов [12,24,82]. Такаявозможность, по-видимому, реализована в микрокристаллах алмазов месторожденияКумды-Коль (Казахстан). Обсуждение генетической модели роста такихмикрокристаллов и критериев поиска месторождений, подобных месторождениюКумды-Коль, и завершает данную работу.
Использованные экспериментальные данные.
Изопубликованных работ были выбраны [77,83,85,91,93,97,98,99,100],удовлетворяющие следующим условиям: эксперименты проводились при атмосферномдавлении с контролем температуры и фугитивности кислорода, приведены полныесоставы сосуществующих расплавов (стекол), шпинелей и оливинов. Был сформированмассив, состоящий из 92 точек многомерного пространства признаков. Каждая такаяточка представляет собой как бы объединенный «анализ» — матрицу,состоящую из пересчитанных на атомные количества содержаний химическихэлементов в стеклах, шпинели и оливине, значений температуры и фугитивности.
Методикаобработки данных. Включает пересчеты первичных составов стекол, шпинелей иоливина, полученных зондовым методом, и дальнейшую математическую обработкуметодом наименьших квадратов.
Составыстекол. В имеющихся составах стекол содержания FeO и Fe2O3(если такое имелось, в виде весовых % окислов) пересчитывались в FeO (общее).Затем разделение на FeO и Fe2O3 проводилось по обобщеннойформуле, предложенной в [10]. После этого рассчитывались атомные количестваэлементов: сначала с учетом содержания кислорода отношение K/O, где:
K = Si + Ti + Al + Cr + Fe3+ + Fe2+ + Mn + Ca+ Na + K; O — кислород.
K/Oварьировало от 41/59 до 38/62. Затем количество атомов кислорода вычиталось, асодержания элементов вновь пересчитывались на 100%.
Составышпинелей и оливина. В имеющихся составах шпинелей содержания FeO и Fe2O3также пересчитывались на FeO (общее), которое вновь разделялось на окисную изакисную формы по стехиометрии, и с учетом ульвошпинелевого компонента. Затем,составы шпинелей и оливина пересчитывались на атомные проценты, содержаниекислорода вычиталось и остаток катионов нормировался до 100%.
Придальнейшей обработке мы исходили из отсутствия структурного мотива в расплавах,статистически беспорядочного распределения катионов в кристаллах шпинели междуоктаэдрическими и тетраэдрическими позициями, и из того, что распределение Fe иMg по позициям M1 и M2 в оливине близко к случайному.Исследовалась связь между совместными значениями Fe2+/Mg в разныхфазах, аппроксимированная по методу наименьших квадратов [70] линейнойзависимостью. По получаемому уравнению вида y = A + B x; где: x — известноезначение Fe2+/Mg в данной фазе; y — оцениваемое значение Fe2+/Mgв другой фазе; A и B — постоянные коэффициенты, вычислялось значение Fe2+/Mgв другой фазе. Сила связи оценивалась по величине коэффициента корреляции (R).По R оценивались также и влияние температуры (T), фугитивности кислорода (fO2)и активности элементов в расплаве. Стандартная ошибка (/>)определялась по уравнению:
/>( di ) / (n-2) ], где di =yi (истинное) — yi (расчетное)
Определялосьтакже и значение абсолютной ошибки ( />).Распределение стандартной ошибки практически во всех случаях соответствовалогауссовскому, что позволило отбросить точки, для которых квадратичноеотклонение было > 3/>. Ихколичество составляло ~ 4-7% от общего числа точек. Для оставшегося массивапроцедура расчетов вновь повторялась; эти результаты приведены в тексте. Всерасчеты проводились с помощью программы «FASTVIEW» (автор — АнаньевВ.В.).
Используемаяформа представлений составов (атомные количества катионов) кажется болеецелесообразной в сравнении с традиционными. В таком виде данные точнее отражаюткак содержания элементов в каждой из фаз, так и отношения содержаний элементовмежду фазами, т.к. пропорциональны числу атомов, а не их весовой илимолекулярной долям, что существенно для легких элементов типа Na и элементов свалентностями />2. Эта форма представления составов привычна длявосприятия из-за небольших отличий цифровых значений от окисных весовыхпроцентов, в отличие от атомных количеств с участием кислорода. Расчитываемоепо валентностям количество кислорода является предельным для данной породы илирасплава того же состава. В силикатных стеклах (расплавах) выделяются 3разновидности кислорода: мостиковый (00), немостиковый (01-)и свободный (02-) [9]. Концентрации каждой из этих форм кислородазависят от состава расплава, его структуры, состава флюида, температуры (T) идавления (P). Концентрация мостикового кислорода должна быть меньше предельнойиз-за существования наряду со связью />Si-O-Si/>связи />Si-Si />«кислородная вакансия» [1] хотя не ясно,насколько велика их доля и как они зависят от вышеперечисленных параметров. Раствореннаяв расплаве Н2О (на примере альбитовой системы), по даннымМ.Б.Эпельбаума [76], влияет на соотношение мостиковой и немостиковой формкислорода. По расчетам [43] такие флюидные компоненты, как Н2О и Н2,в процессе дегазации базальтовых расплавов увеличивают фугитивность кислорода,что должно, вероятно, сказываться и на концентрации различных форм кислорода врасплаве. F и Cl, постоянные участники магматического процесса, в расплавахобразуют ионные группировки с катионами металлов [2,33], т.е. выполняют роль«свободного» кислорода. Эти наблюдения позволяют рассматриватьрассчитываемое по валентностям содержание кислорода в предполагаемом расплавекак максимально возможное и без ущерба исключать из данных по составам. Крометого, операция вычитания рассчитанного количества кислорода (практическипостоянная величина: 59-62) и нормирование до 100% остатка с дальнейшим поискомкорреляции между процентными величинами численно соответствует [62]нормированию на постоянную величину, кратную содержанию кислорода, и поискуистинного коэффициента корреляции между процентными величинами. В перспективежелательно научиться рассчитывать истинные концентрации трех форм кислорода врасплавах и знать, как связана фугитивность кислорода с концентрациями их врасплаве, и как влияет концентрация каждой из форм кислорода в расплаве ифугитивность кислорода в целом на его вязкость и т.д.
Полученные результаты.
/> Рис. 1
Дляисследования поведения Fe2+/Mg в системе расплав (m) — шпинель (SP)- оливин (OL) был использован массив, сформированный из 92 точек. Выбракованобыло 10 точек (по 5 для каждой из зависимостей: расплав — оливин и расплав — шпинель). Для дальнейших расчетов было использовано 82 точки, с диапазоном Fe2+/Mgотношений для расплава: 0,14-2,02. Были получены следующие результаты:
расплав-шпинель
[Fe2+/Mg]m= 0,64 [(Fe2+ — Ti ) / Mg ]sp + 0,13; R — 0,97; /> — 0,078; />-0,104.
Графическизависимость представлена на рис.1.
расплав-оливин
[Fe2+/Mg]m= 2,71. [Fe2 / Mg]ol + 0,05; R — 0,98; /> — 0,73; />-0,096.
Графическизависимость представлена на рис.1.
Обычнодля системы расплав-оливин распределение Fe2+/Mg представляют втаком виде:
КD= [Fe2+/Mg]ol / [Fe2/Mg]m KDсреднее — 0,3508; /> — 0,045; /> — 0,056;
/> Рис. 2
интервалзначений КD: 0,26-0,5. KD [Fe2/Mg] имеет однои то же численное значение для молекулярных и атомных количеств содержанийэлементов.
Численныезначения коэффициента КD пропорциональны содержаниям ряда элементовв расплаве: КD-Si (R-0,8); KD-Na (R-0,72); KD-K(R-0,64).Связь между температурой и КD имеет значение R=0,38. Невысокое(R-0,4) значение коэффициента корреляции имеет и связь отношения [Fe2+/Mg]sp/[Fe2+/Mg]mc температурой. Расчет [Fe2/Mg]m по оливину может бытьпредставлен и в такой форме:
[Fe2+/Mg]m = {[Fe2+/Mg]ol /0,35}. 0,95 + 0,05; R-0,98; />-0,073; /> — 0,095.
Графическизависимость представлена на рис. 2.
Оливин- шпинель в расплаве.
/> Рис. 3
[Fe2+/Mg]ol = 0,23 [(Fe2+ — Ti) /Mg]sp+ 0,04; R-0,96; />-0,036; d -0,048.
Графическизависимость представлена на рис.3
Шпинель- оливин в расплаве.
[(Fe2+-Ti)/ Mg]sp= 4,06. [Fe2+ /Mg]ol-0,08; R-0,96;/>-0,147; />-0,199.
Графическизависимость представлена на рис. 4.
/> Рис. 4
Зависимость[(Fe2+ — Ti) / Mg]sp / [Fe2+/ Mg]ol( и наоборот) — Т (температура) имеет R-0,52 (интервал температур: 1100-1500oС).Полученные результаты, на достаточно большой по объему (82 точки) выборке,демонстрируют хорошую корреляцию (R-0,96) Fe2/Mg отношений в OL-SP(или SP-OL) ассоциациях, находящихся в равновесии с расплавом при атмосферномдавлении.
Каждаяиз зависимостей (m-SP; m-OL) может быть представлена в более точном виде,полученными по более объемным выборкам с учетом Р и Т. Это дает уточненныезависимости в распределении Fe2+/Mg для ассоциации OL-SP (или SP-OL)сосуществующих с расплавом.
Расплав(m) — шпинель (SP). Используются два варианта уравнения:«равновесное» — 126 точек (1); «неравновесное» — 208 точек(2) [55]. Для разделения на «равновесные» и «неравновесные»составы фаз были использованы следующие характеристики условий опытов приатмосферном давлении: температура и продолжительность эксперимента [2].
[Fe2+/Mg]m = 0,75 [(Fe2+ — Ti) / Mg]sp+0,04 R — 0,98; />-0,034;/> — 0,044. (1)
[Fe2+/Mg]m= 0,65 [(Fe2+ — Ti) / Mg]sp+ 0,1 R — 0,98; />-0,05; />-0,065. (2)
Различияв коэффициентах уравнений (1) и (2) связаны с влиянием железистости расплава и «неравновесности»на вхождение Fe2+ и Ti в шпинель при ее кристаллизации [55]. Винтервале значений 1 атм. — 1,5 ГПа влияние давления незаметно [55]. Дляраспределения [(Fe2+ — Ti) / Mg]sp / [Fe2+/Mg]m~ T oC в интервале 1100-1500oCR= 0,2, что свидетельствует о практическом отсутствии зависимости этогоотношения от температуры [55].
Расплав-оливин.По результатам обработки имеющейся в нашем распоряжении выборки (82 точки, P=1атм), можно утверждать следующее: [Fe2+/Mg]ol / [Fe2/Mg]mотношение (КD) лежит в интервале значений: 0,26-0,5; среднее: 0,35; />-0,045; />-0,056.Зависимость этого КD от температуры практически отсутствует(R-0,38). Вместе с тем существуют достаточно сильные корреляционные связи этогоотношения с рядом элементов в расплаве: Si-КD (0,8); Na-КD(0,7); K- КD (0,6).
Относительноистинного значения КD и его зависимости от состава расплава, Т, Рпока единого мнения нет. В работах [78,89,96] приводятся значения КD:0,3-0,33 + 0,03. Значения КD слабо зависят от температуры идавления. По данным [81,95], значения КD лежат в интервале0,25-0,38, и зависят от концентрации SiO2 в расплаве и давления.Зависимость КD от давления (до значений Р ~ З ГПа) можно практическине учитывать [95]. По данным [101] в интервале давлений 105 ПА до1,5 ГПа значение КD увеличивается на 0,03 относительно 0,3 (при 105ПА), т.е. находится в пределах ошибки.
Наосновании приведенных выше данных можно утверждать, что в системе основной(ультраосновной) расплав — шпинель — оливин распределение Fe2+/Mgмежду этими фазами практически не зависит от температуры и давления до 1,5 ГПа.Зная закон распределения Fe2+/Mg отношения для OL-SP (SP-OL) ассоциации,находящейся в равновесии с расплавом, можно различать эту ассоциациюмагматического генезиса от метаморфического.
Болееточные значения коэффициентов в уравнениях, связывающих Fe2+/Mg вOL-SP (SP-OL) парах, кристаллизовавшихся из магматического расплава, можнополучить, объединив приведенные выше результаты. Для оливина использованы двазначения КD: 0,3 и 0,33, т.к. нормирование по SiO2 покане проведено. Для шпинелей используются уравнения (1) и (2),«неравновесное» уравнение (2) целесообразно использовать для случаяпредполагаемых высокожелезистых расплавов с Fe2+/Mg > 1,4. Витоге, для каждого из случаев и OL-SP (расчет состава оливина по шпинели) иSP-OL (расчет состава шпинели по оливину) получено по 4 представленных нижеуравнения:
OL-SP
[Fe2+/Mg]ol = 0,25.[(Fe2-Ti)/Mg]sp+ 0,01
[Fe2+/Mg]ol = 0,23.[(Fe2-Ti)/Mg]sp+ 0,01
KD-0,3 «равновесные» (3)
КD -0,33 (4)
[Fe2+/Mg]ol = 0,22.[(Fe2-Ti)/Mg]sp+ 0,03
[Fe2+/Mg]ol = 0,2.[(Fe2-Ti)/Mg]sp+ 0,03
КD -0,3 «неравновесные» (5)
КD -0,33 (6)
/>
SP-OL
[(Fe2-Ti)/Mg]sp = 4. [Fe2+/Mg]ol -0,05
KD-0,3 «равновесные» (7)
[(Fe2-Ti)/Mg]sp = 4,4. [Fe2+/Mg]ol -0,05
КD -0,33 (8)
[(Fe2-Ti)/Mg]sp = 4,6. [Fe2+/Mg]ol -0,15
[(Fe2-Ti)/Mg]sp = 5,1. [Fe2+/Mg]ol -0,15
КD -0,3 «неравновесные» (9)
КD -0,33 (10)
/>
Обсуждениерезультатов.
Полученныев виде 8 уравнений цифровые зависимости позволяют рассчитывать Fe2+/Mgотношение в оливине по «равновесной» с составом данного кристаллашпинели, или, наоборот, по известному составу оливина — (Fe2-Ti)/Mgв шпинели. Расчеты по уравнениям для случаев КD =0,3 и КD=0,33 в каждой из 4 пар дают различия меньше стандартного отклонения. Уравнения(5,6,9,10) — условно «неравновесные» целесообразно использовать дляслучая образования OL-SP пар из высокожелезистых расплавов с Fe2+/Mg>1,4,а также для кристаллов основной массы эффузивов, эволюционировавших пофеннеровскому пути. Ко всем уравнениям приводятся численные значения абсолютнойошибки (/>) и стандартного отклонения (/>), чтопозволяет с определенной долей вероятности (/> — 70%,2/> — 95% [70]) судить о расплавном, или иномгенезисе составов OL-SP пар в породе.
Влияниедавления до 1,5 ГПа, температуры (1100-1500oC) на распределение Fe2+/Mgотношения в системах расплав — шпинель и расплав — оливин не сказываются начисленных значениях коэффициентов в уравнениях [55]. Соответственно и вуравнениях, связывающих оливин — шпинелевые пары, «равновесные» сосновным-ультраосновным расплавом. T и P, в указанных интервалах, не влияют нараспределение Fe2+/Mg отношения.
Всеприведенные выше уравнения могут быть использованы для кристаллов шпинели,содержащих менее 6% вес. TiO2 и менее 50% вес. Al2O3[55]. В высокоглиноземистые шпинели (Al2O3 более 50%вес.) магний из расплава входит более охотно по сравнению с высокохромистымиразностями. Это сказывается на числовых значениях уравнений распределения Fe2+/Mg.Для случая расплав — высокоглиноземистая шпинель к настоящему времени удалосьполучить только оценочные значения коэффициентов [55].
РазбалансировкаFe2+/Mg отношения в системе OL-SP (SP-OL) относительно равновесногос расплавом (т.е. не отвечающая одному или нескольким уравнениям) происходит навсех этапах становления магматической породы: охлаждение, нагрев, метаморфизм.Причем это рассогласование может быть зафиксировано численно путем учетавеличины, и отчетливо проявляется из-за различного характера поведения Fe2+и Mg в оливине и шпинели при нагреве, остывании. Это было выявленоэкспериментально [84] и подтверждено на природных объектах [87]. В работе [55]рассмотрены различные варианты этого явления и показано, что оно, вероятно,фиксируется и при метаморфических процессах.
Выявленныецифровые зависимости получены по экспериментальным данным, для которых понятияодновременность образования и равновесность составов OL-SP пар в расплавеоднозначно связаны в подавляющем большинстве случаев, существование же отклоненийможет служить признаком некондиционности экспериментальных результатов [55].Иначе на природных объектах. В горной породе одновременность илиразновременность образования кристаллов шпинели и оливина может бытьустановлена по их структурным взаимоотношениям. Если же характер срастанияустановить не удается, то вопрос остается открытым. Равновесность же илинеравновесность, с учетом зональности, мозаичности и т.д. в составах кристалловможет быть уверенно зафиксирована с помощью полученных уравнений. Эта оценка,соотнесенная со структурными особенностями породы, может быть очень полезной, идать генетическую информацию.
Приложение полученных результатов.
Длядемонстрации возможностей применения полученных цифровых зависимостей,связывающих Fe2+/Mg в OL-SP (SP-OL) парах, равновесных сультраосновным — основным расплавом, были использованы данные по составам OL-SPприродных ассоциаций и содержащих их пород [56]. Были рассмотрены достаточноизвестные по литературным источникам геологические объекты из двух фациальныхгрупп, включающих эффузивные образования (лавовые потоки различного возраста,состава, из различных геолого-структурных обстановок) и интрузивные тела(гипербазиты современной океанической коры и офиолитовых комплексов,расслоенные интрузивные комплексы и т.д.). Для эффузивов, имеющих кайнотипныйоблик, равновесность вкрапленников оливина с включенными в них кристалламишпинели явление характерное, тогда как в палеотипных разностях, например, вдокембрийских коматиитах, составы разбалансированы. Неравновесность OL — SPассоциации c расплавом может возникать и при гибридизме, примером, по-видимому,могут служить переуравновешенные шпинели в предположительно плейстоценовыхпикритобазальтах Авачинского вулкана [53]. Для интрузивных пород базит-гипербазитовогоряда составы подобных OL-SP пар, как правило, перенормированы относительноравновесных с расплавом. Использование различных минеральных равновесий,отградуированных как геотермометры в солидусной области, для интрузивных породэтого ряда дает большой разброс численных значений в разных минеральных парах,и, вероятно, фиксирует температуры окончания обменных реакций [4,72]. Этосвидетельствует о метаморфических преобразованиях большей части минералов,слагающих интрузивные тела, хотя в некоторых случаях, благодаря мозаичномуравновесию, могут сохраняться OL-SP пары, не лишенные первичных признаковкумулятивного или реститового происхождения [56]. Fe2/Mg отношения вOl — Sp парах, включенных в платиноиды из ряда ультраосновных массивов,свидетельствуют о возможности формирования вмещающих платиноидов как вликвидусной, так и в солидусной температурных областях становления пород[56,57]. Распределение Fe2/Mg отношения (или содержания магния) ихрома в шпинелях из платиносодержащих ультраосновных массивов может помочь какв выявлении наиболее перспективных из них, так и отдельных блоков в каждоммассиве [53,54]. Это подтверждается недавними ревизионными исследованиямиплатиноносных дунитов Нижне-Тагильского массива [15]. Очень интересным объектомдля приложения полученных зависимостей является оливин-шпинелевая ассоциация извключений в кристаллах алмазов. Вероятно наиболее глубинной (3-7 ГПа),соответствующей «законсервированным» условиям верхней мантии, можносчитать перидотитовую ассоциацию. По данным [27] в алмазах из 4-х трубокЯкутской кимберлитовой провинции эта ассоциация встречается в 4-10% кристаллов,тогда как самостоятельные оливин и шпинель встречены соответственно в 40-60% и26-44% кристаллов. Мы сделали попытку оценить равновесность этой ассоциации срасплавом. Для этого использовались уравнения (3,4) в двух вариантах. В первомслучае поправка на влияние давления [96,101] учитывалась только для оливина, вовтором — вводилась поправка и для шпинели, равная поправке для оливина (т.к.данных по шпинели нет). В качестве первичных данных были использованы составышпинелей и оливинов из алмазов Якутской кимберлитовой провинции. Мы нашли влитературе ~ 100 опубликованных анализов шпинелей из алмазов этой провинции.Обычно это хромиты, содержащие в среднем ~ 11-15 % MgO. Расчеты были выполненыдля 2-х парных анализов SP-OL. В качестве первой пары было выбрано срастаниенаиболее магнезиальной шпинели (14,9% MgO) с оливином (MgO 52,2%) [68]. Вкачестве второй пары были взяты наиболее магнезиальная шпинель (16,4% MgO) [66]и высокомагнезиальный оливин (52,8% вес MgO) [68] среди опубликованных составовшпинели и оливина из алмазов этой провинции. Оба варианта расчетов показали,что эти пары не являются равновесными с расплавом, причем с увеличением давлениярасхождение расчетного и реального Fe2+ /Mg для оливинаувеличивается. Эти расчеты до некоторой степени условны (неизвестна реальнаячисленная поправка для шпинели), но позволяют с определенной долей осторожностиприсоединиться к точке зрения [21], что алмаз не кристаллизуется вмагматическом расплаве. В пользу этой гипотезы свидетельствуют данные онаходках в образцах алмазоносных эклогитов линзовидных поликристаллическихсростков алмазов, напоминающих друзы [57]. По мнению [72], это свидетельствуето флюидном переносе углерода в мантии и переотложению в форме алмаза, чтоукладывается в рамки представлений о немагматическом генезисе.
Наиболеемагнезиальными (MgO — 26,8% вес.) шпинелями из кимберлитов, вероятно, можносчитать собственно шпинели (Al2O3 — 66,8% вес.) из алькремитов трубки«Удачная» [58]. Судя по данным обзора [46], для высокоглиноземистыхшпинелей мантийных пород типичны более высокие содержания MgO относительнохромистых разностей шпинели в мантийных породах. Это совпадает с выявленнойнами тенденцией более охотного вхождения магния (относительно хромистыхразностей) в состав высокоглиноземистой шпинели при росте ее или равновесии срасплавом. Но это не исключает образования подобного рода шпинелей в солидусныхусловиях.
Забегаявперед, обратим внимание еще на одно условие, возможно необходимое для ростакимберлитовых алмазов в твердой среде. Ниже приводятся данные понекимберлитовым алмазам, которые позволяют предположить, что, при определенныхусловиях причиной твердофазного перехода графит — алмаз могут быть сдвиговыедеформации. Геологическая история площадей развития кимберлитового вулканизмана Сибирской платформе свидетельствует о его генетической связи с конвективнымитечениями в верхней мантии [47]. Можно допустить, что собственно перемещенияпроисходят вдоль ограниченных (10-100 км) латеральных и вертикальных зон, длякоторых характерны максимальные градиенты скоростей движения и наибольшиесдвиговые деформации. Многие глубинные (мантийные) ксенолиты перидотитовой иэклогитовой серий в кимберлитах как в целом по миру, так и на Сибирскойплатформе, несут отчетливые следы твердофазных деформаций. Они запечатлены нетолько в минералах, включая алмазы, но и выражены в структурных особенностяхпород, слагающих ксенолиты [21,69]. Можно предположить, оставляя в сторонепроисхождение графита, что преобразование его в алмаз происходит под действиемдвижений в таких локальных зонах, можно допустить и то, что до определеннойвеличины сдвиговых деформаций рост кристаллов алмаза угнетен, поэтому не всексенолиты и кимберлиты алмазоносны. Кроме того, следы сдвиговых деформациймогут затушевываться последующими преобразованиями породы в мантийных условиях.
Возможностьроста кристаллов алмаза в твердофазной среде и P,T условия такого ростапредставляют значительный интерес в связи с находками алмазов в некимберлитовыхпородах [30]. Для алмазов из кимберлитов их высокобарический генезис (>3ГПа) практически не вызывает споров, и разногласия в большинстве своемотносятся к среде роста алмаза (расплав, твердофазная среда или их смесь) и ксреде питания для роста кристаллов алмаза (расплав, флюид). Для алмазов изнекимберлитовых пород (альпинотипные гипербазиты, высокобарические ультрамафитыи метаморфиды) основные разногласия касаются значений давления при образованииалмазов в этих породах. Для ряда массивов альпинотипных гипербазитов [28,30]приводятся значения давления их образования ~6,5 ГПа, оцененные по составамортопироксенов из этих массивов. Накопилось достаточное количество данных,свидетельствующих о том, что составы минералов в этих массивах претерпелисущественные изменения в процессе становления этих массивов. Поэтому условия,оцениваемые по составам этих минералов, могут быть неидентичными условиямраннего генезиса этих пород. Кроме того, коэсит, магнезиальный гранат(показатели высокобарического генезиса) не типичны для альпинотипныхгипербазитов. Для высокобарических ультрамафитов, характерных для«корневых зон» складчатых поясов со сложной тектоникой и интенсивнымметаморфизмом [39], вариации значений давления в процессе формирования массивовмогут соответствовать как условиям для роста кристаллов алмаза, так и ихграфитизации. В гранатовых клинопироксенитах плутона Бени-Бушера (Марокко)найдены параморфозы графита по алмазу, составляющие местами до 15% объемапороды [65]. Причем внутри подобных высокобарических массивов, на примеремассива Ronda (Испания) [86], можно на расстоянии 1,5 км наблюдать сменушпинель-гранатовых перидотитов на плагиоклазовые. Это дает основание считатьперспективными на алмазоносность с глубиной выходы на дневную поверхность иплагиоклазовых разностей перидотитов из корневых зон складчатых областей.
Наиболееразноречивые генетические построения (мантийное или коровое образование)вызвали находки алмазов в метаморфических комплексах, примером которых могутслужить месторождение Кумды-Коль и участок Барчинский, находящиеся на северномсклоне Зерендинского гранитогнейсового купола в Кокчетавском срединном массиве(Казахстан) [17,20,23,34,42,45,51,64]. Не вдаваясь во всю аргументацию в пользувозможности роста кристаллов алмаза в твердофазной среде в земной коре, мыхотим обратить внимание на некоторые факты в пользу такого генезиса,позволяющие предположить, что образование кристаллов алмаза могло происходить вмоменты тектонических событий — палеоземлетрясений, в их гипоцентральной части(очаговой области). На этом месторождении алмазоносность приурочена к узкой,шириной от 45 до 250 м линейной зоне, внутри которой наибольшие концентрацииалмазов наблюдаются в тектонических зонах мощностью от 5 до 20 м,представленных графитизированными высокотемпературными метасоматитами сбластокластическими структурами, образовавшимися по гнейсам, кальцифирам иэклогитам [23,52]. Алмазы мелкие, представлены как отдельными кристаллами, таки их сростками, размером 1-400 мк, мелкие кристаллы (1-30 мк) в большинствесвоем включены в кристаллы граната и, в меньшей степени, в зерна пироксена,амфибола, биотита, полевого шпата и в явно вторичные минералы [22]. Описанынаходки алмазов (15-100 мкм) в гранатах из разгнейсованной оболочки гранитногоблока размером ~1,5м в двуслюдяных гнейсах [18]. К числу особенностейкристаллов алмаза можно отнести их неоднородность, наличие или отсутствиеграфитовой рубашки вокруг кристаллов алмаза в одном образце или в одномкристалле граната [74]. Р-Т условия многоэтапного формирования и существованияпородообразующей пироксен-гранат-плагиоклаз-кварцевой ассоциации лежат вследующих рамках: давление ~ 0,8-2,1 ГПа, температура ~ 600-1060оС[51]. Условия формирования минералов-включений (алмаз, коэсит, сфен, кианит,рутил и т.д.) в гранатах и цирконах из высокотемпературных метасоматитов,сложенных вышеуказанной минеральной ассоциацией, оцениваются как превышающие 4ГПА и 850оС [51].
Находкикоэсита [67] не являются бесспорным аргументом в пользу мантийного генезисаминералов-включений. В экспериментах [82] в условиях одномерного сжатия придавлениях 0,5-2 ГПа, температурах 450-900оС и скоростях деформаций10-4сек-1 происходил метастабильный рост коэсита.Подобные скорости относятся к разряду очень быстрых геологичесикх деформаций[35] и характерны для локальных движений (участки
Выполненные[51] оценки значений давлений существования и метаморфизма для гнейсов, сланцеви гранатовых амфиболитов для месторождения Кумды-Коль и ряда сопряженных с нимучастков по пироксен-гранат-плагиоклаз-кварцевой ассоциации лежат в интервале0,8-2,1 ГПа, что объясняется авторами многоэтапностью метаморфической эволюции.Очень интересным фактом, как результаты сравнения составов гранатов, приводимыхв работах [23,51], является приуроченность наиболее кальциевых гранатов (СаО10-28 % вес.) к алмазоносным высокотемпературным метасоматитам(бластомилонитам). Для низкокальциевых метасоматитов (до 3 % вес. СаО)корреляция с содержанием гроссулярового минала не наблюдается, тогда как ввысококальциевых метасоматитах (12-28 % вес. СаО) встречаются и наиболеекальциевые гранаты, но этот вывод требует уточнений, так как приводимых данныхмало, и они не систематичны. Это дает основание, исходя из данных [6],предположить, что давление формирования алмазоносных метасоматитов > 2,1ГПа.
Этирезультаты и предположения говорят о подобии и чертах сходства месторожденияКумды-Коль и «Зоны главного разлома» по условиям образования исоответствии этих условий рамкам метастабильного роста коэсита. Крупныеразломы, фрагменты которых, вероятно, месторождение Кумды-Коль и «Зонаглавного разлома», являются сейсмическими зонами, генерировавшими в своевремя землетрясения [32]. Это позволяет предположить возможность образованиякоэсита при формировании гранитогнейсовых комплексов — в приуроченных к нимочаговым областям коровых палеоземлетрясений (в низах коры, на глубинах 20 — 30км) при деформациях > 10-5, как непосредственно передпалеоземлетрясением, так и в его период. Все эти данные позволяют ожидатьнаходок микрокристаллов коэсита в области сочленения Кольского и Беломорскогогеоблоков, а также в аналогичных геологических ситуациях в других регионах.
Примероммогут служить находки коэсита [94] в западном гнейсовом регионе Норвегии, ноусловия образования требуют уточнения. Если допустить, что при землетрясениях вочаговых зонах могут возникать такие явления, как плавление и сверхдавление[32,40], то не исключены находки коэсита и в эпицентральных частях современныхсильных землетрясений. Наибольшие содержания алмазов и графита на месторожденииКумды-Коль приурочены к узким линейным зонам развития бластомилонитов(метасоматитов), разделяемых участками слабодислоцированных гнейсов, гранитов ит.д., в которых содержания графита в десятки раз меньше, а алмазы необнаружены, либо их содержания незначительны [42,52]. С наиболее богатымиалмазами (до 2000 карат на тонну) карбонатносиликатными метасоматитамиассоциируются и наиболее богатые кальцием гранаты (Grs 60Prp7Alm33)[51]. Это позволяет предполагать, что алмазообразование в тектонической зонеприурочено к областям максимальных деформаций, в которых фиксируются имаксимальные значения давления по минералогическим геобарометрам. Отсутствиеприуроченности алмазов к эклогитам и еще ряд косвенных данных (морфология истроение микроалмазов) [23,42] также свидетельствуют об образовании алмазов insitu, в коровых условиях. Тесная пространственная связь графита и алмаза наместорождении с привлечением ряда дополнительных условий — быстрое остывание,способствующее сохранению кристаллов алмаза [23,42] и различия в изотопныхсоставах алмаза и графита [52] — позволили этим авторам объяснить образованиеграфита и алмаза путем их одновременного осаждения из восстановленного флюида.Однако подобный механизм образования кристаллов алмаза для месторожденияКумды-Коль маловероятен, так как подобным способом можно получить толькополикристаллические агрегаты на неалмазных подложках, или доращиватьмонокристаллы алмаза, причем эпитаксиально наращенные пленки могут быть какполикристаллическими, так и монокристаллическими. Более чем полувековыеэкспериментальные работы в разных странах по выращиванию монокристальныхалмазных пленок на неалмазных подложках, именуемые CVD-технологиями (химическоегазофазное осаждение) пока закончилось безуспешно. По данным [74], изучившимструктуры микроалмазов из пород Кокчетавского массива, поликристаллические агрегатысреди них отсутствуют, хотя волокнистые разности встречаются. Если допустить,что алмазы на месторождении образовались из графита, то благоприятные условиядля роста кристаллов алмаза могли возникнуть при одновременном воздействиидавления обжима и деформаций сдвига. В работах [12,13] было продемонстрировано,что при высоких давлениях (до 10 ГПа) и сдвиговых деформациях происходиттрансформация решетки графита в решетку алмаза в твердом состоянии. Такаятрансформация может происходить при давлениях 1 ГПа, причем переход электронныхоболочек из sp2 в sp3 — гибридизированное состояниекорректнее рассматривать не как фазовый переход, а как химическую реакцию,размер образующихся областей с новой структурой — несколько сотен ангстрем[24]. При сдвиговых напряжениях ~1 ГПа возможны также и локальные повышениятемпературы в наиболее напряженных частях графитовых зерен с размерами областей~1мкм, приводящие к тепловым взрывам, порождающим микрокристаллы алмаза [49].Численное моделирование [71] показало, что при сдвиговых деформациях в земнойкоре возможно возникновение неоднородных полей давлений с численными значениямидо 3-5 ГПа, причем рост и падение давления в таких областях могут происходитьза короткое время.
Областис алмазной структурой, возникшие в графите при сдвиговой деформации, имеютвеличину n.10 нм [24] и сравнимы по размерам с мелкодисперснымиалмазами (4-5 нм), образующимися при динамических методах синтеза — детонациивзрывчатых веществ [44]. Процесс их образования заканчивается за 2-5 x 10-7сек. Кристаллы микроалмазов месторождения Кумды-Коль и участка Барчинский имеютразмеры 1-400 мк, крупнее образовавшихся посредством детонации в 103-105раз и имеют разнообразный габитус. Существуют различия в габитусе кристалловместорождения и участка, многие кристаллы имеют сложное внутреннее строение — однородную(?) ядерную часть, слоистость, волокнистость, секториальность; нарядус алмазом найдены чаоит, карбин, лонсдейлит [23,42,74]. Эти факты позволяютпредположить, что, несмотря на неизвестный механизм роста этих кристаллов,продолжительность их образования, вероятно, была не менее 1 сек., а возможно изначительно больше, условия роста были неоднородны пространственно и менялисьво времени.
Всеэти геологические и экспериментальные данные позволяют предположить, что ростэтих микроалмазов может происходить в тектонической зоне из графита в периодземлетрясения. Длительность главного максимума землетрясения в источнике можетсоставлять 4-5 мин., а остаточные явления могут продолжаться около 1часа;сильные землетрясения обычно сопровождаются роем более мелких событий (до 1000 иболее), которые могут продолжаться до года [26,59]. В результате отдельногоземлетрясения в очаге возникает ряд перемен давления, число которых от 100 до1000 с периодом 0,2-0,3 сек. [59]. Частицы пород в очаге сильного землетрясенияописывают сложные траектории со скоростями ~ 10-15 см/сек и ускорениями(0,01-0,5) 9,8 м/сек2. И, что очень важно с нашей точки зрения, этидвижения в отличие от экспериментальных — знакопеременные, что может приводитьк очень кратковременным значительным сдвиговым усилиям в среде (графит салмазными фрагментами), повторяющимся до 1000 и более раз. Вероятно, влияние натвердофазный переход графит-алмаз подобных статических (1-2 ГПа) и динамическиххарактеристик деформаций графита в интервале температур 700-1000оС,с учетом влияния структуры графита и различных катализаторов может быть изученоэкспериментально.
Размерыкоровых очагов, если их представлять в виде субвертикальной тонкой пластины,колеблются в длину от 100 м до 100 км и более, высота такой пластины примерно вдва раза меньше ее длины [60]. Мощность же подобной пластины, судя по строениюместорождения Кумды-Коль и «зоны главного разлома» 100-500 м, и онасостоит из сильно и слабо дислоцированных участков. Поэтому месторождения типаКумды-Коль можно предположительно назвать сейсмогенными, они могут бытьзначительной протяженности, о чем, с нашей точки зрения, свидетельствуетучасток Барчинский, удаленный от месторождения на 17 км. Эти месторождениямогут быть перспективными и на значительную глубину. В створе месторождения, вКокчетавском массиве, с учетом кулисообразных смещений разломных зон ипоследующих тектонических смещений, возможны еще находки алмазоносныхметасоматитов. Являются ли обязательными для подобных сейсмогенных алмазоносныхметасоматитов условия, существующие при становлении гранитогнейсовых куполов,пока не ясно. На возможность такой связи указывают находки микроалмазов взападном гнейсовом регионе Норвегии [79], который, вероятно можно считатьперспективным на поиск технических алмазов. Прояснить эту связь может помочьизучение современных эпицентральных зон сильных землетрясений на предметнаходок микроалмазов в графитсодержащих тектонитах. В литературе приводятсяописания тектонических зон, отчасти подобных месторождению Кумды-Коль; примеромтакой зоны может служить Чернорудско-Баракчинская тектоническая зона (ЗападноеПрибайкалье) с графитовой минерализацией, но алмазы не установлены [41]. Вероятно,вышеперечисленные факторы являются не единственными, способствующимитвердофазному переходу графита в алмаз. По данным [31], существует зависимостьсинтеза алмаза от природы исходного углерода. Учитывая вывод [24], чтоперестройку электронной орбитали sp2 в sp3-гибридизированноесостояние корректнее описывать как химическую реакцию, в которой реальную рольмогут играть и металлы — катализаторы [31], следует допустить, что эти факторытакже могут оказывать влияние на переход из графита в алмаз. В связи с этиминтересными могут быть данные по химическим составам и структурным особенностямграфитов на месторождении Кумды-Коль — из рубашек на алмазах и собственно зеренграфита, в сравнении с кимберлитовыми.
Интереснымфактом является несоответствие отношения массы графита к массе алмазов иотношения максимально возможной запасенной энергии деформаций к энергозатратампо перестройке графита в алмаз. Максимальные содержания графита ввысокоалмазных зонах ~1% [52]. Максимальные содержания алмазов ~2000 карат натонну [51], отношение массы алмазов к массе графита ~10-2.Максимально возможная плотность энергии деформаций в породах земной коры ~3x 103эрг/см3 [32], разность энергии атомов углерода в алмазе и графите~0,5 ккал/моль, т.е. для перевода 1 см3 графита в алмаз необходимо~3,5×109 эрг; энергией деформации может быть переведено
Исходяиз особенностей приведенных выше примеров, можно указать ряд поисковыхпризнаков сейсмогенных микроалмазов. Это протяженные палеотектонические зоны,существовавшие в земной коре при становлении пород гранитогнейсовых формаций,а, возможно, и выше по фациальному уровню. Внутри этих зон перспективнымиявляются участки развития бластомилонитов, содержащих графит иметасоматический(?) гранат с содержаниями СаО 10-28% вес. Размеры подобныхместорождений могут быть 10-100 км, а содержания алмазов до 2000 карат натонну.
Например,потенциально алмазоносными можно рассматривать Ларбинский блок Алданского щитаи Каларский массив, приуроченный к шовной зоне Джугджуро — Станового глубинногоразлома. По данным [7,8], и в блоке, и в массиве выделяются зоны смаксимальными проявлениями динамических напряжений, в которых существуетвысокобарический метаморфизм, представленный гранатовым и эклогитовымпарагенезисами. Участки, содержащие графит и максимально кальциевый гранат(>40 Grs), вероятно, могут содержать и микрокристаллы алмаза.
Всвете данных по некимберлитовому генезису алмазов целесообразными являютсяпоиски алмазов и в Камчатском регионе. К настоящему времени накопилось ужедостаточное количество находок алмазов и карбонадо в базальтах и ультрабазитахрегиона [5,29,36,63,75]. Найдены лампроитоподобные породы на Западной иВосточной Камчатке [16,63], что позволяет рассматривать регион перспективным наалмазоносность. Вызывает удивление сохранность алмазов в базальтовых лавах,т.к. даже остаточные кимберлитовые расплавы, внедрившиеся по трещинам в уже застывшийкимберлит, на примере трубки Премьер, алмазов уже не содержат [25], вероятно,из-за их растворения. Территориально перспективными можно считать СрединныйКамчатский массив, Ганальский выступ и Хавывенскую возвышенность, которые можнорассматривать как корневую зону складчатой области с высокобарическимиультрамафитами и палеотектоническими зонами. Хотя по данным [14] толща породКамчатского массива и ее метаморфизм имеют раннемеловой возраст, габброиды,гранулиты, плагиограниты и изменения вмещающих их пород в Ганальском выступемоложе 30 млн. лет. В качестве первоочередных в Срединном массиве можнорассматривать ультрабазитовый массив Филиппа, в котором уже имеются находкиалмазов [75] и выходы ультрабазитов по р.Андриановка [11,74], и возможные тектоническиезоны в Хангарском гранито-гнейсовом куполе, выделенном [37]. Этот купол можетявляться не единственным в Срединном массиве, и палеотектонические зоны могутразвиваться не только в рамках куполов, но и между отдельными геоблокамиСрединного массива. По аналогии с Каларским массивом, зоны интенсивныхдислокаций с развитием эклогитизации и гранатизации могут быть и вультрабазитовом массиве Филиппа. Кроме того, в результате размыва Срединногомассива в целом (а он является приподнятым участком с палеогена и испыталтектонические поднятия также и в четвертичное время [50]), возможно образованиеалмазоносных россыпей, которые могут содержать и микроалмазы. Подобные россыпиимеются на Урале, о.Каллимантан, Аляске и т.д. [30].
Заключение.
Начинаяс 80-х годов, контроль температуры и фугитивности кислорода стал постоянным вэкспериментах с расплавами и достиг приемлемой точности. Это сразу резкоулучшило сопоставимость и воспроизводимость результатов. Накоплен достаточныйобъем данных, пригодных для установления закономерностей в распределенииэлементов в системе расплав — кристалл (минерал) статистическими методами. Открывающиесявозможности частично реализованы в настоящей работе. В системахосновной-ультраосновной расплав — шпинель, расплав — оливин до давлений 1,5 ГПабыло получено распределение Fe2+/Mg отношений. Это позволилополучить ряд линейных уравнений, описывающих распределение Fe2+/Mgотношения в системе SP-OL (OL-SP), равновесной с базит-гипербазитовым расплавомдо тех же значений давления. Применение этих калибровочных уравнений позволяетобойти ряд трудностей, и диагностировать по составу минералов с задаваемойточностью, происхождение сосуществующих модальных OL-SP пар. В частности, дляOL-SP парагенезиса включений в кристаллах алмазов кимберлитов Сибирскойплатформы сделан предположительный вывод об их немагматическом, твердофазномгенезисе, который, по-видимому, можно распространить и на вмещающие их алмазы.Обилие следов сдвиговых деформаций в мантийных ксенолитах кимберлитов можноистолковать как факт, свидетельствующий в пользу такого вывода: по-видимому,деформации являются и одним из условий роста кимберлитовых алмазов.
Твердофазныйрост алмаза возможен и в коровых условиях. Приуроченность микрокристалловалмаза к зонам максимальных дислокаций на месторождении Кумды-Коль (Казахстан),соотнесенная с результатами экспериментальных исследований [12,24], позволяетобъяснить их образование из графита вследствие сдвиговых деформаций припалеоземлетрясениях. Если, вслед за [24,49,71], предположить взрывной характерформирования алмазов, то сами очаговые области землетрясений можноинтерпретировать как зоны взрывных процессов. Кроме того, очаговую зонуземлетрясения, вероятно, можно уподобить группе стоячих волн. Возможность ростакристаллов алмаза в твердой среде при сдвиговых деформациях позволила наметитьряд геологических (гранито-гнейсовые купола — разломные зоны в них — участкимаксимальных деформаций в этих зонах) и минералогических (наличие коэсита,графита, высококальциевого граната) критериев для поиска подобных месторожденийв различных регионах: Алданский щит, западный гнейсовый регион Норвегии,Камчатский Срединный массив, вероятно, в целом области щитов и т.д.
Параметрыперехода в коровых условиях графита в алмаз при сдвиговых деформациях,соответствующих очаговым зонам землетрясений, вероятно, можно исследоватьэкспериментально. Строение кристаллов алмаза и их структурные особенности,возможно, связаны с характером сдвиговых деформаций и могут быть полезными дляоценки этих деформаций в очаговых зонах землетрясений. Для поискамикрокристаллических новообразований коэсита и алмаза, а также выявление ихморфологических и структурных особенностей, полезными могут быть исследованияглинок трения и зеркал скольжения в разломных зонах, выходящих на дневнуюповерхность. На детали перехода графита в алмаз могут пролить свет структурныеи иные исследования зоны их срастания, являющейся аллотропным переходом. Поаналогии с гетеропереходами, для всех типов алмазов, в первую очередьполупроводниковых, эта зона может обладать рядом интересных и полезных свойств.
Список литературы
1.Амосов А.В., Петровский Г.Т. Дефекты типа «кислородная вакансия» вкварцевых стеклах // Докл. АН СССР. 1983. Т. 268. N1. С. 66-68.
2.Анфилогов В.Н… Анфилогова Г.И… Бобылев И.Б., Зюзева Н.А. Формы нахожденияфтора и хлора в силикатных расплавах // Геохимия. 1984. N5. С. 751-755.
3.Арискин А.А., Николаев Г.С. Распределение Fe3+ и Fe2+между хромшпинелидом и базальтовым расплавом в зависимости от состава,температуры и летучести кислорода // Геохимия. 1995. N8. С. 1131-1139.
4.Базышев Б.А., Силантьев С.А. Геодинамическая интерпретация субсолидуснойперекристаллизации мантийных шпинелевых перидотитов: срединно-океаническиехребты // Петрология. 2000. Т. 8. N3. С. 227-240.
5.Байков А.И., Аникин А.П… Стефанов Ю.М., Дунин-Барковский Р.Л. Проблемаалмазоностности Камчатки // Петрология и металлогения базит-гииербазитовых комплексовКамчатки. Петропавловск-Камчатский, 2000. С.91-94.
6.Беляев О.А., Петров В.П., Реженова С.А. Неоднородности состава граната изгнейсов в зоне сдвиговых деформаций (Кольский полуостров) // Записки ВМО. 2000.N1. С. 82-91.
7.Бирюков В.М., Бирюков Е.В., Косыгин Ю.А., Чуйко В.С. Высокобарическийметаморфизм в габбро-анортозитовых комплексах (на примере Каларского массива)// Докл. АН СССР. 1991. Т. 321. N2. С. 362-367.
8.Бирюков В.М., Косыгин Ю.А., Потоцкий Ю.П. Высокобарические ассоциацииЛарбинского блока (Алданский щит) // Докл. РАН. 1993. Т. 328. N3. С. 358-363.
9.Бобылев И.Б., Анфилогов В.Н. Связь петрохимических констант силикатов сполимерными равновесиями в расплавах // Геохимия. 1980. N11. С. 1756-1760.
10.Борисов А.А., Шапкин А.И. Новое эмпирическое уравнение зависимости отношенияFe3+/Fe2+ в природных расплавах от их состава, летучести кислорода итемпературы // Геохимия. 1989. N6. С. 892-898.
11.Велинский В.В. Альпинотипные гипербазиты переходных зон океан-континент.Новосибирск: Наука, 1979. 263 с.
12.Верещагин Л.Ф., Зубова Е. В. Измерение напряжения сдвига ряда веществ придавлениях до 1000000 атм. // Докл. АН СССР. 1960. Т. 134. .N4. С. 787-788.
13.Верещагин Л.Ф., Калашников Я.А., Фекличев Е.М., Никольская И.В., ТихомироваЛ.М. К вопросу о механизме полиморфного превращения графита а алмаз // Докл. АНСССР. 1965. Т. 162. N5. С. 1027-1029.
14.Виноградов В.И., Шеймович В.С., Головин Д.И. Опыт изотопного датированияметаморфических и магматических пород Камчатки // Магматизм и метаморфизмСеверо-Востока Азии. Магадан, 2000. С. 32-36.
15.Волынец О.Н., Аношин Г.Н., Пузанков Ю.М., Перепелов А.Б., Антипин В.С. Калиевыебазальтоиды Западной Камчатки, проявление пород лампроитовой серии востроводужной системе // Геология и геофизика. 1987. N11. С. 41-49.
16.Воробьев Е.И. О механизме алмазообразования в кумдыкольском месторожденииКокчетавского массива (Северный Казахстан) // Докл. РАН. 2000. Т. 371. N3. С.341-343.
17.Гаранин В.К. Гусеев Е.В., Дергачев Д.В., Кудрявцева Г.П., Орлов Р.Ю. Кристаллыалмаза в гранатах из слабо разгнейсованных гранитов // Докл. АН СССР. 1988. Т.298. N1. С. 190-194.
18.Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 535 с.
19.Добрецов Н.Л., Тениссен К., Смирнова Л.В. Структурная и геодинамическаяэволюция алмазсодержащих метаморфических пород Кокчетавского массива(Казахстан) // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. N12. С. 1645-1666.
20.Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. М.: Мир, 1983. 300 с.
21.Екимова Т.Е., Лаврова Л.Д., Петрова М.А. Включения алмазов в породообразующихминералах метаморфических пород // Докл. РАН. 1992. Т. 322. N2. С. 366-368.
22.Екимова Т.Е. Лаврова Л.Д., Надеждина Е.Д., Петрова М.А., Печников В.А. Условияобразования алмазного месторождения Кумды-Коль (Северный Казахстан) // Геологиярудных месторождений. 1994. Т. 36. N5. С. 455-465.
23.Жорин В.А., Кушнерев М.Я., Шашкин Д.П., Нагорный В. Г. Ениколопян Н.С. Образованиеsp3 — гибридизованного состояния в графите, подвергнутом совместномувоздействию высоких давлений и сдвиговых деформаций // Докл. АН СССР. 1981. Т.261. N3. С. 665-668.
24.Зубарев Б.Н. Дайковый тип алмазных месторождений. М.: Недра, 1989. 182 с.
25.Иванов В.В., Гардер О.И. Длительность процесса землетрясения в источнике //Докл. АН СССР. 1985. Т. 283. N5. С. 1149-1152.
26.Илупин И.П., Ваганов В.И., Прокопчук Б.И. Кимберлиты. М.: Недра, 1990. 248 с.
27.Каминский Ф.В. Ваганов В.И. Петрологические предпосылки алмазоносностиальпинотипных ультрабазитов // Известия АН СССР. Сер.геол. 1976. N6. С. 35-47.
28.Каминский Ф.В., Патока М.Г., Шеймович В.С. О геолого-тектоническом положенииалмазоносных базальтов Камчатки // Докл. АН СССР. 1979. Т. 246. N3. С. 679-682.
29.Каминский Ф.В. О достоверности и закономерности находок алмазов вщелочно-базальтоидных и ультраосновных (некимберлитовых) породах // ЗапискиВМО. 1980. Ч.109. Вып.4. С. 488-493.
30.Касаточкин В.И., Штеренберг Л.Е., Слесарев В.Н., Недокивин Ю.Н. Зависимостьсинтеза алмаза от природы исходного углерода // Докл. АН СССР. 1970. Т. 194. N4.С. 801-804.
31.Касахара К. Механика землетрясений. М.: Мир, 1985. 260 с.
32.Когарко Л.Н. Кригман Л.Д. Структурное положение фтора в силикатных расплавах(по данным диаграмм плавкости)// Геохимия. 1973. N1. С. 49-55.
33.Корсаков А.В., Шацкий В.С., Соболев Н.В. Первая находка коэсита в эклогитахКокчетавского массива // Докл. РАН. 1998. Т. 360. N1. С. 77-81.
34.Кукал З. Скорость геологических процессов. М.: Мир, 1987. 245 с.
35.Кутыев Ф.Ш., Кутыева Г.В. Алмазы в базальтоидах Камчатки // Докл. АН СССР.1975. Т. 221. N1. С. 183-186.
36.Кутьев Ф.Ш., Лебедев М.Н., Максимовский В.А. О природе вулкано-тектоническойструктуры Хангар// Известия высших учебных заведений. Геология и разведка.1976. N7. С. 35-46.
37.Лазько Е.Е., Удовкина Н.Г., Шарков Е.В. Высокобарические ультрамафиты в земнойкоре // Магматические горные породы (Ультраосновные проды) М.: Наука, 1988. 507с.
38.Летников Ф.А., Балышев С.О. Петрофизика и геоэнергетика тектонитов.Новосибирск: Наука, 1991. 145 с.
39.Летников Ф.А., Савельева В.Б., Заири Н.М. Эндогенные процессы и графитоваяминерализация в Чернорудско-Баракчинской тектонической зоне (Западное Прибайкалье)// Геология и геофизика. 1997. Т. 38. N3. С. 661-666.
40.Летников Ф.А., Звонкова Н.Г., Сизых Н.В., Данилов Б.С. Акцессорные минералы изэклогитов и алмазоносных пород месторождения Кумды-Коль // Записки ВМО. 1999.Ч. 128. N6. С. 16-27.
41.Луканин О.А… Изменение окислительно-восстановительного состоянияводосодержащих базальтовых магм при их дегезации // Докл. АН СССР. 1990. Т.315. N5. С. 1233-1237.
42.Лямнин А.И., Петров Е.А., Ершов А.П., Сакович Г.В., Ставер А.М., Титов В.М.Получение алмазов из взрывчатых веществ // Докл. АН СССР. 1988. Т. 302. N3. С.611-613.
43.Маракушев А.А., Перцев Н.Н., Зотов И.А., Панеях Н.А., Черенкова А.Ф. Некоторыепетрологические аспекты генезиса алмаза// Геология рудных месторождений. 1995.Т.37. N2. С. 105-121.
44.Мацюк С.С., Платонов, А.Н., Польшин Э.В., Таран М.Н., Тараринцев В.И. БадионН.С., Вишневский А.А., Сафронов А.Ф., Смирнов Г.И. Шпинелиды мантийных пород.Киев: Наукова думка, 1989. 211с.
45.Милашев В.А. Среда и процессы образования природных алмазов. Санкт-Петербург:Недра, 1994. 141с.
46.Моги К. Предсказание землетрясений. М.: Мир, 1988. 382 с.
47.Новгородова М.И., Рассказов А.В. Зарождение высокобарических минеральных фазуглерода как результат теплового взрыва при сдвиговом течении графита // Докл.РАН. 1992. Т. 322. N2. С. 379-381.
48.Огородов Н.В., Кожемяка Н.Н., Важеевская А.А., Огородова А.С. Вулканы ичетвертичный вулканизм Срединного Хребта Камчатки. М.: Наука, 1972. 189 с.
49.Перчук Л.А., Япаскурт В.О., Окай А. Сравнительная петрология алмазоносныхметаморфических комплексов // Петрология. 1995. Т. 3. N3. С. 267-309.
50.Печников В.А., Бобров В.А., Подкуйко Ю.А. Изотопный состав алмаза исопутствующего графита из метаморфических пород северного Казахстана //Геохимия. 1993. N11. С. 150-154.
51.Пономарев Г.П., Ананьев В.В., Тактаев В.Н. Зависимость концентраций элементов всистеме расплав-шпинель (по экспериментальным данным) и их приложение.Препринт. Петропавловск-Камчатский, 1993. 55с.
52.Пономарев Г.П., Пузанков М.Ю., Ананьев В.В. Калибровка распределений железа имагния в системе расплав — шпинель — оливин по экспериментальным данным. Впечати. 2001.
53.Пономарев Г.П., Пузанков М.Ю., Ананьев В.В. Приложение калибровочныхзависимостей распределения железа и магния в системе расплав — шпинель — оливиндля природных парагенезисов. В печати. 2001.
54.Пономаренко А.И. Серенко В.П., Лазько Е.Е. Первые находки алмазоносныхэклогитов в кимберлитовой трубке Удачная // Докл. АН СССР. 1973. Т. 209. .N1.С.188-189.
55.Пономаренко А.И. Лесков Н.В. Особенности химического состава минераловалькремитов из кимберлитовой трубки Удачная // Докл. АН СССР. 1980. Т. 252..N3. С. 707-711.
56.Пучков С.В. Закономерности колебаний грунта при землетрясении. М.: Наука, 1974.118 с.
57.Ризниченко Ю.В. Проблемы сейсмологии. М.: Наука, 1985. 405 с.
58.Рикитаке Т. Предсказание землетрясений. М.: Мир, 1979. 388 с.
59.Сарманов О.В., Вистелиус А.В. О корреляции между процентными величинами //Докл. АН СССР. 1959. Т. 126. N1. С. 22-25.
60.Селиверстов В.А., Колосков А.В., Чубаров В.М. Лампроитоподобные калиевыещелочно-ультраосновные породы Валагинского хребта, Восточная Камчатка //Петрология. 1994. Т. 2. N2. С. 197-213.
61.Симаков С.К. К вопросу образавания алмаза в метаморфических породах земной коры// Докл. РАН. 1995. Т. 340. N 6. С. 809-811.
62.Слодкевич В.В. Параморфозы графита по алмазу // Записки ВМО. 1982. Ч.111. Вып.1. С. 13-33.
63.Соболев Н.В., Похиленко Н.В., Лаврентьев Ю.Г., Усова Л.В. Особенности составахромшпинелидов из алмазов и кимберлитов Якутии // Геология и геофизика. 1975.N11. С. 7-24.
64.Соболев Н.В., Шацкий В.С., Вавилов М.А., Горяйнов С.В. Включение коэсита вцирконе алмазосодержащих гнейсов Кокчетавского массива — первая находка коэситав метаморфических породах на территории СССР // Докл. РАН. 1991. Т. 321. N1. С.184-188.
65.Соболев Н.В., Ефимова Э.С. Вариации состава включений хромита как индикаторзональности кристаллов алмаза // Докл. РАН. 1998. Т. 358. N5. С. 648-652.
66.Соловьева Л.В., Владимиров Б.М., Днепровская Л.В., Маслаковская М.Н., БрандтС.Б. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы. Новосибирск: Наука, 1994. 253 с.
67.Тейлор Дж. Введение в теорию ошибок. М.: Мир, 1985. 270 с.
68.Тен А.А. Динамическая модель генерации высоких давлений при сдвиговыхдеформациях горных пород (Результаты численного эксперимента) // Докл. РАН.1993. Т. 328. N3. С. 322-324.
69.Уханов А.В., Рябчиков И.Д., Харкив, А.Д. Литосферная мантия якутскойкимберлитовой провинции. М.: Наука, 1988. 285 с.
70.Шацкий В.С., Рылов Г.М., Ефимова Э.С., К. де Корте, Соболев Н.В. Морфология иреальная структура микроалмазов из метаморфических пород Кокчетавского массива,кимберлитов и аллювиальных россыпей // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. N7.С. 942-955.
71.Шило Н.А., Каминский Ф.В., Паланджян С.А., Тильман С.М., Ткаченко Л.А., ЛавроваЛ.Д., Шепелева К.А. Первые находки алмазов в альпинотипных ультрабазитахсеверо-востока СССР // Докл. АН СССР. 1978. Т. 241. N4. С. 933-936.
72.Эпельбаум М.Б. Взаимодействие альбитового расплава с водой: по данным о соотношениимолекулярной и гидроксильной воды в стеклах // Геохимия. 1998.N4. С. 339-349.
73. Bartels K.S. and Grove T.L. High-pressure experiments onmagnesian eucrite compositions: constraints on magmatic processes in theeucrite parent body // Proceeding of Lunar and Planetary Science. 1991. V.21.P.351-356.
74. Bickle M.J.,Ford C.E., Nisbet E.G. The petrogenesis ofperidototic komatiites: evidence from high-pressure melting experiments //Earth. Planet. Sci. Lett. 1977. V. 37. N1. P. 97-106.
75. Dobrzhinetskaya L.F., Eide E.A., Larsen R.B., Sturt B.A., TrnnesR.G., Smith D.C.,Taylor W.R., Pozukhova T.V. Microdiamond in high-grademetamorphic rocks of the Western Gneiss region, Norway // Geology. 1995. V. 23.N7. P. 597-600.
76. Fabries J. Spinel-olivine geothermometry in peridotites fromultramafic complexes // Contrib. Mineral. Petrol. 1979. N69. P. 329-336.
77. Ford C.E., Russell D.G., Craven J.A., Fisk M.R. Olivine-liquidequilibria: temperature, pressure and composition dependence of the crustal/liquidcation partition coefficients for Mg, Fe+2, Ca and Mn // J. Petrol.1983. V. 24. P. 3. P. 256-265.
78. Green H.W. II Metastable growth of coesite in highly strainedquartz // J. of Geophysical Research. 1972. V. 77. N 14. P. 2478-2482.
79. Grove T.L. and Bryan W.B. Fractionation of pyroxene-phyric MORBat low-pressure: an experimental study // Contrib. Mineral. Petrol. 1983.V. 84.P. 293-309.
80. Lehmann J., Roux J. Experimental and theoretical study of (Fe2,Mg) (Al, Fe3+)2O4 spinels: Activity compositionrelationshis, miscibibity gaps, vacancy contents // Geochem. et. Cosmochim.Acta. 1986. V. 50. P. 1765-1783.
81. Murck B.W. and Campbell J.H. The effect of temperature, oxygenfugacity and melt composition on the behavior of chromium in lavas and ultrabasicmelts // Geochim.et Сosmochim. Acta. 1986. V.50. P.1871-1887.
82. Obata M. The Ronda Peridotite: Garnet-, Spinel-, andplagioclase-lherzolite facies and the P-T trajectories of a high-temperaturemantle intrusions // J. of Petrol. 1980. V. 21. P. 3 P. 533-572.
83. Ozawa K. Evolution of olivine-spinel geothermometry as anindicator of thermal history for peridotites // Contrib. Mineral. Petrol. 1983.V. 82.P.52-65.
84. Ozawa K. Olivine-spinel geospeedomerty: analyses ofdiffusion-controlled Mg-Fe2 exchange // Geochim. et Cosmochim. Acta.1984. V. 48. P. 2597-2666.
85. Roeder P.L., Emslue R.F. Olivine-liquid equilibrium // Contrib.Mineral. Petrol. 1970. V. 19. P. 275-289.
86. RoederP.L., Campbell I. H., JamiesonH.E. A re-evaluation of theolivine-spinel gethermometer // Mineral. Petrol. 1979. V. 68. P. 325-334.
87. Sack R.O., Walker D., Carmichael I.S.E. Experimental petrologyof alkalic lavas: constrains on cotectics of multiple saturation in naturalbasic liquids // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 96. P. 1-23.
88. Sack R.O., Chiorso M.S. Chromian spinels as petrogeneticindicators: thermodinaamics
and petrological applications // Amer. Miner. 1991. V. 76. P.827-847.
89. Sack R.O., Chiorso M.S. Thermodynamics of multicomponentpyroxenes: 3 Calibration of Fe2+(Mg)-1, TiAl2(MgSi2)-1TiFe3+(MgSi2)-1 and Ca(Mg)2-1 exchangereactions between pyroxenes and silicate melt // Contrib.mineral. petrol. 1994.V. 118. N3/ P. 271-296.
90. Smith D. C. Coesite in clinopyroxene in the caledonides and it’simplications for geodinamics // Nature. 1984. V. 310. P. 641-644.
91. Takahashu E. Patrioning of Ni2+,Co2+,Fe2+,Mn2+and Mg2+ between olivine and silicate melt: compositional dependenceof partition coefficient // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1978. V. 42. P.1829-1844.
92. Takahashu E., Kushiro L. Melting of a dry peridotite at highpressures and basalt magma genesis // Amer. Miner. 1983. V. 68. N9/10. P.859-879.
93. Thy P. Experimental constrains on the evolution of transitionalmildly alkalic basalts: crystallization of spinel // Lithos. 1995. V. 36. P.103-114.
94. Thy P. Low pressure experimental constrains on the evolution ofkomatiites // J. Petrol. 1995. V. 36. N6. P. 1529-1548.
95. Thy P., Lofgren G.E., Imsland P. Melting relations and theevilution of the Jan Mayen Magma System // J. Petrol. 1991. V. 32. P. 2. P.303-332.
96. Torney P.R., Grove T.I., Bryan W.B. Experimental petrology ofnormal MORB near the Kane Fracture Zone:22o 25oN,mid-Atlantic ridge // Contrib. Mineral. Petrol. 1987. V. 96. P. 121-139.
97. Ulmer P. The dependence of the Fe2+-Mg cationpartitioning between olivine and liquid on presser, temperature and composition// Contrib. Mimeral. Petrol. 1989. V. 101. P. 261-273.